III- L`évolution de la lithosphère océanique, un des
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Chapitre 7 La subduction Les zones de subduction sont les domaines de la convergence à l’échelle lithosphérique. Dans une zone de subduction, la convergence se traduit par une disparition de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère. Le modèle de la tectonique des plaques permet de prédire que la subduction peut aboutir à la convergence de deux lithosphères continentales, situation conduisant à un raccourcissement à l’origine de la formation d’une chaîne de montagnes. Problématique : Comment se mettent en place les chaînes de montagnes ? Quelles sont les structures reconnaissables permettant d’identifier les étapes de la formation d’une chaîne de montagnes ? I- Les témoins de l’ouverture océanique et de la subduction. 1- Les traces d’un ancien océan. a- Les traces d’une ancienne lithosphère océanique. Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d'un domaine océanique disparu et d'anciennes marges continentales passives. Les ophiolites sont un ensemble de roches appartenant à la lithosphère océanique, charriée sur un continent par obduction lors d'un phénomène de collision de deux plaques lithosphériques. On les trouve dans le massif du Chenaillet. Il s'agit donc des vestiges d'une ancienne lithosphère océanique obductée sur le continent lors de la convergence des plaques. L’observation de cette structure ophiolitique est donc la preuve de l’existence d’un plancher océanique ancien. b- Les traces d’une ancienne marge passive. La prospection sismique permet d’identifier les structures présentes au niveau des jonctions entre les océans et les continents. Les bordures des océans sont appelées marges passives, zones sismiquement peu actives comportant de nombreux blocs basculés. Apparaissent lors de la formation d’un rift d’abord au niveau continental. Puis ce rift continental permet la formation de lithosphère océanique et contribue à la naissance d’un océan. Dans les Alpes, de nombreux blocs basculés anciens sont identifiables. Bilan : On trouve, dans les chaînes de collision, les témoins : - D’un ancien océan disparu, tels des ophiolites constituées de roches caractéristiques de la lithosphère océanique (basaltes en coussins, gabbros et péridotites) et des sédiments marins - Des marges passives de cet océan présentant des blocs basculés délimités par des failles normales. La collision est l’aboutissement de la fermeture d’un océan au cours de la convergence de plaques lithosphériques. La lithosphère océanique puis continentale disparaissent tout d’abord par subduction avant que les marges n’entrent en collision directe. Problématique : Quels sont les témoins dans une chaîne de montagnes d’une subduction océanique puis continentale ? I- Les témoins de l’existence de subductions dans les chaînes de montagnes. Dans les chaines de montagnes, on observe aussi des ophiolites qui ont subi un métamorphisme caractéristique des zones de subduction. Ils témoignent d’une subduction océanique antécollision. (Massif du Queyras) C’est le métamorphisme « Haute Pression-Basse Température ». Les chercheurs ont tout d’abord pensé que lithosphère continentale dans une zone de subduction bloquerait le processus de convergence : les continents restaient en surface. La découverte de coésite (forme de haute pression du quartz) indique que des morceaux de la croûte continentale ont été soumis à des pressions d’au moins 2,5 à 3 GPa. Le diamant lui se cristallise à très haute pression. Sa présence dans des roches de la croûte continentale suggère des pressions de plus de 4 GPa correspondant à une profondeur de plus de 120 km. Ces minéraux indiquent qu’une croûte continentale très étirée peut avoir atteint des profondeurs allant jusqu’à 140 km et qu’elle peut donc entrer en subduction. Bilan : Dans une zone en convergence, lorsque la totalité de la lithosphère océanique d’une plaque a disparu par subduction, la partie continentale de la plaque est entraîné à son tour dans la subduction : il y a subduction continentale. Des minéraux indicateurs de très hautes pressions, tels que la coésite et le diamant, se forment par transformation de certains minéraux présents dans les roches continentales. De plus, les roches métamorphiques actuellement en surface ont gardé les traces du métamorphisme HP/BT, cela témoigne d’une exhumation rapide (remontée vers la surface) III- L’évolution de la lithosphère océanique, un des principaux moteurs de la subduction. Au niveau des dorsales lithosphère océanique bombée, mince et chaude. En s’éloignant de l’axe de la dorsale, elle se refroidit. Ce refroidissement se traduit par un abaissement de l’isotherme 1 300 °C La lithosphère océanique s’épaissit par le bas. Lorsque la lithosphère océanique devient plus dense que l’asthénosphère, elle coule Mais peut se retarder : l’asthénosphère exerce une résistance mécanique à l’enfoncement. L’évolution de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale s’accompagne d’une augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère (subsidence thermique.) Explique sa subduction, c’est-à-dire son plongement dans l’asthénosphère. Au cours de leur enfoncement au sein du manteau, les roches de la croûte océanique se transforment en éclogites, ce qui augmente encore la densité moyenne de la lithosphère. L’augmentation de la densité au cours de l’expansion océanique et de la subduction est l’un des principaux moteurs de la subduction, elle s’autocatalyse. Lorsque la plaque plongeante atteint 100 à 150 km de profondeur, on observe des édifices volcaniques à son aplomb. Ce sont les péridotites du manteau situées audessus de la lithosphère océanique en subduction qui présentent une fusion partielle à l’origine du magmatisme. Lorsque la péridotite est hydratée inflexion vers la gauche de la courbe du solidus. Dans certaines conditions de pression et de température la fusion partielle est possible. Le magma provient donc de péridotites hydratées qui subissent une fusion partielle à des conditions de pression et de température inférieures à celles de péridotites anhydres. L’eau est donc nécessaire à la fusion partielle des péridotites du manteau. Elle provient de la déshydratation des roches de la plaque plongeante. Le long du plan de Wadati- Bénioff, Les réactions liées au métamorphisme Haute pression-Basse température produisent de l’eau qui hydrate les péridotites du manteau de la plaque chevauchante, provoquant sa fusion partielle à l’origine d’un magma. Une grande partie du magma cristallise et crée un nouvelle croûte continentale, l’autre partie arrive en surface (volcanisme) Le magmatisme des zones de subduction est couplé au métamorphisme que subit la lithosphère hydratée plongeante. Le magma des zones de subduction a une composition chimique différente de celui des dorsales océaniques. Ils sont plus riches en silice ce qui les rend plus visqueux. Ceci limite le dégazage ce qui est à l’origine du caractère explosif de ce type de volcanisme. Bilan : Dans les zones de subduction, la lithosphère océanique s’enfonce dans le manteau au niveau des fosses océaniques. Les roches de la lithosphère océanique s’éloignent de la dorsale au fil du temps, elles subissent au fur et à mesure de l’éloignement un métamorphisme hydrothermal HP-BT, les gabbros et basaltes se transforment en métagabbros et métabasaltes à faciès amphibolite, ensuite à faciès schiste vert, puis à faciès schiste bleu (faciès de plus en plus denses, un autre facteur de la subduction) Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives. La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l’eau qu’elle a emmagasinée au cours de son histoire océanique, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Au niveau de la plaque chevauchante, si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d’origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental. Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magmatique qui aboutit à une production de croûte continentale.
